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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ
SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
LARA DE LIMA LANGE
ANÁLISE DO REGISTRO SEDIMENTAR E TECTÔNICO DAS
UNIDADES SILICICLÁSTICAS DA FORMAÇÃO CAPIRU, PORÇÃO
CENTRAL DE ALMIRANTE TAMANDARÉ - PR
CURITIBA
2015
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARANÁ
SETOR DE CIÊNCIAS DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
LARA DE LIMA LANGE
ANÁLISE DO REGISTRO SEDIMENTAR E TECTÔNICO DAS
UNIDADES SILICICLÁSTICAS DA FORMAÇÃO CAPIRU, PORÇÃO
CENTRAL DE ALMIRANTE TAMANDARÉ - PR
CURITIBA
2015
Trabalho de Conclusão de Curso da
disciplina TCC-II (GC-132) do Departamento
de Geologia, Setor de Ciências da Terra,
Universidade Federal do Paraná, como
requisito para a conclusão do Curso de
Graduação em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Leonardo Fadel Cury
Co-Orientador: Prof. MSc. Fernando Mancini
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO................................................................................................................................................. 1
2 LOCALIZAÇÃO................................................................................................................................................ 2
3 MATERIAIS E MÉTODOS ............................................................................................................................ 43.1 PESQUISA BIBLIOGRÁFICA ...............................................................................................................................43.2 INTERPRETAÇÃO DE IMAGENS DE SENSORES REMOTOS ..................................................................43.3 LEVANTAMENTO TOPOGRÁFICO...................................................................................................................53.4 LEVANTAMENTO DE CAMPO...........................................................................................................................63.5 ANÁLISE ESTRUTURAL E ESTRATIGRÁFICA.............................................................................................63.6 PETROGRAFIA........................................................................................................................................................7
4 OBJETIVO ........................................................................................................................................................ 84.1 OBJETIVO GERAL...................................................................................................................................................84.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS ...................................................................................................................................84.3 METAS E ATIVIDADES.........................................................................................................................................8
5 JUSTIFICATIVA.............................................................................................................................................. 9
6 CONTEXTO GEOTECTÔNICO E GEOCRONOLÓGICO ........................................................................106.1 TERRENO APIAÍ .................................................................................................................................................. 126.2 TERRENO LUÍS ALVES...................................................................................................................................... 146.3 TERRENO CURITIBA ......................................................................................................................................... 15
6.3.1 Paleoproterozoico.............................................................................................................................................. 15Núcleo Setuva...................................................................................................................................................................................................15Complexo Atuba ..............................................................................................................................................................................................16
6.3.2 Meso- Neoproterozoico.................................................................................................................................... 16Formação Capiru.............................................................................................................................................................................................17
6.3.3 Neoproterozoico ................................................................................................................................................. 18Suíte Piên-Mandirituba...............................................................................................................................................................................18Formação Turvo Cajati.................................................................................................................................................................................186.4 TERRENO PARANAGUÁ................................................................................................................................... 196.5 MAGMATISMO ALCALINO NEOPROTEROZOICO .................................................................................. 20
7 FORMAÇÃO CAPIRU...................................................................................................................................217.1 CONTEXTO ESTRATIGRÁFICO E AMBIENTES SEDIMENTARES DA FORMAÇÃO CAPIRU ... 217.2 CONTEXTO ESTRUTURAL DA FORMAÇÃO CAPIRU............................................................................. 24
8 SENSORIAMENTO REMOTO....................................................................................................................26
9 PETROGRAFIA.............................................................................................................................................33
10 ANÁLISE ESTRUTURAL ..........................................................................................................................4510.1 ACAMAMENTO SEDIMENTAR S0 E ESTRUTURAS ASSOCIADAS ................................................. 4510.2 FOLIAÇÃO S1 E ESTRUTURAS ASSOCIADAS......................................................................................... 4610.3 FOLIAÇÃO S2 E ESTRUTURAS ASSOCIADAS......................................................................................... 4710.4 VEIOS DE QUARTO .......................................................................................................................................... 48
11 METAMORFISMO .....................................................................................................................................49
12 ANÁLISE ESTRÁTIGRÁFICA..................................................................................................................5112.1 FÁCIES.................................................................................................................................................................. 52
12.1.1 Arenitos maciços e arenitos conglomeráticos (Sm; Sg)................................................................. 52
12.1.2 Arenito com laminação plano-paralela e estratificação cruzada tabular (Sh; Sp) ......... 53
12.1.3 Arenitos com marcas onduladas (Sr) ..................................................................................................... 54
12.1.4 Conglomerados maciços e com geometria lenticular (Gm; Gl) .................................................. 54
12.1.5 Ritmitos com silte/argila ou areia/lama intercalados, com marcas onduladas (Rh; Rr;
Rgh; Rgr)............................................................................................................................................................................ 56
12.1.6 Finos maciços (Fm).........................................................................................................................................57
12.1.7 Finos Laminados (Fh) .................................................................................................................................... 5712.2 ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES ............................................................................................................................. 59
12.2.1 Associação de fácies A (AFA)......................................................................................................................59
12.2.2 Associação de fácies B (AFB)......................................................................................................................59
12.2.3 Associação de fácies C (AFC) ......................................................................................................................62
12.2.4 Associação de fácies D (AFD) ..................................................................................................................... 6312.3 EMPILHAMENTO ESTRATIGRÁFICO....................................................................................................... 6412.4 SISTEMA DEPOSICIONAL ............................................................................................................................. 66
13 DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ................................................................................................................68
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...............................................................................................................70
AGRADECIMENTOS
Este trabalho reúne um ano de esforço dedicado ao estudo da Formação
Capiru. Neste período diversas pessoas auxiliaram, direta ou indiretamente, na
confecção deste. Exprimo aqui então meus agradecimentos.
Ao Prof. Dr. Leonardo Fadel Cury,orientador deste trabalho, pela
oportunidade oferecida e pelas discussões, que muitas vezes nos faziam perder o
horário, mas principalmente pela confiança depositada.
Ao co-orientador Prof. Msc. Fernando “Da Lata” Mancini, pela paciência,
disposição, bom humor e colaboração.
Ao LAMIR – Laboratório de Análise de Minerais e Rochas, pela disposição de
espaço, recursos e equipamentos, mas principalmente pela oportunidade de
convívio com todo corpo de funcionários, proporcionando discussões, cafézinhos,
risadas e a formação de grandes amizades.
A FUNPAR – Fundação da Universidade Federal do Paraná, pelo apoio
financeiro, na bolsa de estágiaria do LAMIR.
Ao Departamento de Geologia da UFPR, por disponibilizar sua infraestrutura,
além de seu apoio técnico e acadêmico.
Aos meus colegas de “Projeto Capiru”, os mestrandos Renato Leandro
(Renatão), Larissa Santos (Lari), as futuras geólogas Aurora Garcia (Benina),
Daiane Münch (Dai), pela ajuda em campo, pelas inúmeras discussões, pelas
risadas e pelo enorme apoio durante o desenvolvimento do trabalho.
Aos meus colegas Eduardo Menozzo da Rosa (Borboleta) e Tiago Rossoni
Mattos (Mariposa) por estarem comigo durante todo o ano. Obrigada pelo apoio,
pelas dicas, pelas risadas, por todo o companheirismo e amizade.
Ao Ronaldão, dona Mari e Ivanzinho, por serem a melhor e mais bagunçada
família que poderia ter. Obrigada pela paciência, apoio e compreensão,
principalmente durante os estresses e ausências.
Aos meus avós, por serem o maior exemplo que poderia querer ter, tanto no
âmbito profissional como pessoal.
E a você, meu T.T., por me ajudar, me entender, me acalmar, me apoiar, mas
principalmente por fazer de mim uma pessoa cada vez melhor.
RESUMO
A Formação Capiru representa a unidade supracrustal da porção sul do Terreno
Curitiba, composta por rochas metamórficas da fácies xisto-verde, com unidades
carbonáticas e siliciclásticas, em meio há uma complicada história de evolução
tectônica neoproterozoica, no contexto do Cinturão Orogenético Ribeira Meridional.
A pedreira “Morro do Quartzito”, porção central de Almirante Tamandaré - PR, é
composta por metassedimentos siliciclásticos, com padrão estrutural caracterizado
pela sobreposição de deformações associadas a tectônica de nappes, sobreposta
por sistemas transcorrentes dúcteis, onde são observadas janelascom menor
deformação e preservação parcial do registro sedimentar.A pedreira em estudo
encontra-se no flanco sul da Sinforma de Morro Grande, com foliações com direções
N60E, verticalizadas por zonas de cisalhamento transcorrentes destrais. São
observadas estruturas sedimentares preservadas numa faixa de aproximadamente
90 metros de espessura, possibilitando a reconstrução estratigráfica desta
sequência. Em escala microscópica são observadas texturas sedimentares, como
grãos de quartzo em contato pontual, matriz e arcabouço originais preservados e até
mesmo porosidade primária ainda evidente. O grau de recristalização metamórfica
desta faixa é baixo, com paragêneses incompletas e heterogêneas. Podem ser
observados minerais detríticos com aspectos de esfericidade e arredondamento
preservados. Devido ao metamorfismo incipiente, as rochas da pedreira foram
classificadas como litofácies sedimentares, com a presença de meta-arenitos,
siltitos, conglomerados e ritmitos. Nos perfis estratigráficos construídos nas escalas
1:20 e 1:250 foram reconhecidas treze fácies distintas, agrupadas em quatro
associações de fácies, interpretadas como ambiente de plataforma de margens
passivas, em um sistema transicional, em que o sistema turbidítico é gradativamente
invadido pelo deltaico.
PALAVRAS CHAVES: Estratigrafia, Formação Capiru, Pré-Cambriano,
Reconstrução Paleoambiental.
ABSTRACT
The Capiru Formation is a supracrustal unit in the southern portion of the Curitiba
Terrain, composed by metamorphic rocks of the green schist facies, with cabonate
and siliciclastic units associated in a complicated history of Neoproterozoic tectonic
evolution, in the context of the Southern Ribeira Fold Belt. The quarry “Morro do
Quartzito”, central portion of Almirante Tamandaré, consists of metasediments
siliciclastic, with structual pattern characterized by the coexistence of defomations
associated with tectonic nappes, overlapped by a ductile shear zone, where windows
are observed with less deformation and partial preservation of the sedimentary
record. The quarry under studies, lies on the southern limb of the Morro Grande
Sincline, with N60E foliation, verticalized by transcurrent dextral shear zone.
Preserved sedimentar structures are observed in a range of about 90 meters,
enabling the reconstuction of the original stratigraphic sequence. In microscopic
scale it is possible observe sedimentar features, such as rouding quartz grains in
punctal contact, the matrix and grainframework and even primary porosity is still
evident. The metamorphic recrystallization degree of this portion, is low, with
incomplete and heterogeneous paragenesis. Detrital minerals with spherecity and
runding aspects preseved, can be observed. Because of the incipiente
metamorphism, the quarry rock’s are classificad as sedimentary lithofacies, with
presence of meta-sandstones, siltstones, conglomerates and rhythmites. In
stratigraphic cross-sections in the scales 1:20 and 1:250, were recognized thirteen
different facies, grouped into four facies association, interpreted as passive margins
platafoms, in a transitions system where a turbidite system is gradually invaded by a
deltaic system.
KEYWORDS: Stratigraphy, Capiru Formation, Pre-cambrian, Paleoenvironmental
reconstruction.
ÍNDICE DE FIGURAS
CAPÍTULO 2
Figura 2.1 – Localização regional da área de estudo.
Figura 2.2 – Topografia da pedreira “Morro do Quartzito” e posicionamento dos
perfis estratigráficos.
CAPÍTULO 3
Figura 3.1 – Modelo Digital de Elevação da pedreira.
CAPÍTULO 6
Figura 6.1 – Esboço geológico da porção sudeste do Brasil.
CAPÍTULO 7
Figura 7.1 – Mapa geológico da região de estudo sobre imagem SRTM.
Figura 7.2 – Mapa geológico dos Conjuntos da Formação Capiru.
CAPÍTULO 8
Figura 8.1 – Mapa de lineamentos na escala 1:50.000 obre imagem SRTM.
Figura 8.2 – Mapa de lineamentos na escala 1:100.000 obreimagem SRTM.
Figura 8.3 – Mapa de lineamentos na escala 1:250.000 obre imagem SRTM.
Figura 8.4 – Diagramas de rosetas de frequência e frequência de comprimentos para
os lineamentos nas escalas 1:50.00, 1:50.000, 1:100.00 e 1:250.00.
CAPÍTULO 9
Figura 9.1 – Recortes do Perfil Estratigráfico I, na escala 1:50, indicando
amostragem.
Figura 9.2 – Prancha de fotomicrográficas da porção de 13m do Perfil Estratigráfico I
Figura 9.3 – Fotomicrográficas da porção de 13m do Perfil Estratigráfico I.
Figura 9.4 – Fotomicrográficas da porção de 14m do Perfil Estratigráfico I.
Figura 9.5 – Fotomicrográficas da porção de 14m do Perfil Estratigráfico I.
Figura 9.6 – Fotomicrográficas da porção de 27m do Perfil Estratigráfico I.
CAPÍTULO 10
Figura 10.1 – Representação do acamamento sedimentar original e projeção
estereográfica.
Figura 10.2 – Representação da foliação metamórfica S1 e projeção estereográfica
Figura 10.3 – Veios de quartzo na porção norte da pedreira.
CAPÍTULO 11
Figura 11.1 – Diagramada de fácies metamórficas com indicação do campo de
estabilidade das rochas estudadas.
CAPÍTULO 12
Figura 12.1 – Representação das fácies Sg, Sm, Sh, Sp, Sr, Fh e Gm e estruturas
sedimentares.
Figura 12.2 – Representação das fácies Rgh, Fm e estruturas sedimentares.
Figura 12.3 – Representação de feições diagnósticas para associações as fácies B,
C e D.
Figura 12.4 – Sistema de depósitos de uma bacia foreland (D’Ávila et al. 2008).
ÍNDICE DE TABELAS
CAPÍTULO 7
Tabela 7.1 – Divisão dos Conjuntos da Formação Capiru e suas principais
características.
CAPÍTULO 8
Tabela 8.1 – Quantidade de lineamentos traçados nas três escalas trabalhadas.
CAPÍTULO 10
Tabela 10.1 – Superfícies presentes na área de estudo e suas características.
CAPÍTULO 12
Tabela 12.1 – Fácies sedimentares identificadas, suas características e processos
geradores.
1
1 INTRODUÇÃO
Desde o início do século XIX o Pré-Cambriano paranaense é estudado devido à
sua importância econômica, tanto para o abastecimento de água na capital e região
metropolitana, quantopela extração das unidades carbonáticas para indústria do
cimento. Contudo, há um número reduzido de trabalhos sobre a análise e
caracterização do registro sedimentar, devido a falta de continuidade de
afloramentos com registros consistentes de estruturas sedimentares, ou mesmo pela
interferência de diferentes eventos tectônicos.
A Formação Capiru, inserida no contexto das colisões neoproterozoicas, é
composta por unidades siliciclásticas e carbonáticas. Ambas possuem graus
variados de metamorfismo associado, mas com registros sedimentares parcialmente
preservados, permitindoa reconstrução da evolução deposicional e a interpretação
paleoambiental.
O termo tectonoestratigrafia foi cunhado por Howell (1995), cujo significado é o
estudo de terrenos tectônicos aos quais os registros dos ambientes formadores das
rochas, e seu significado geotectônico, encontram-se parcialmente modificados ou
obliterados. Para este trabalho optou-se por realizar uma adaptação na definição do
termo, da seguinte forma: “a tectonoestratigrafia é o estudo dos registros
estratigráficos e estruturais, com o objetivo de compreender os ambientes
formadores das unidades geológicas”.
O presente trabalho, inserido no “Projeto Capiru”, estuda em detalhe as unidades
siliciclásticas da Formação Capiru, na porção central de Almirante Tamandaré – PR,
pedreira “Morro do Quartzito”, visando a compreensão da evolução geológica
dessas unidades. Para isso foram construídos perfis estratrigráficos da área e o
estudo de litofácies sedimentares.
2
2 LOCALIZAÇÃO
A área de estudo está localizada no município de Almirante Tamandaré,
Região Metropolitana de Curitiba, em uma pedreira desativada conhecida como
“Morro do Quartzito”, nas coordenadas UTM (WGS-84) 671.280S e 7200.200E.
Nesta pedreira as rochas afloram de modo contínuo, permitindo a construção de
seções estratigráficas, com controle de estruturas tectônicas e sedimentares.
A pedreira está localizada na carta topográfica SG-22-X-D-I-3, tendo como
principal via de acesso a PR-092, Rodovia dos Minérios, e como rota alternativa
aRua Rachel Cândido Siqueira (Fig. 2.1). A localização dos Perfis Estratigráficos
(ANEXO I) construídos é observada no mapa base construído para o levantamento,
na Figura 2.2.
Figura 2.1 - Localização regional da área de estudo e de detalhe da área.
2
2 LOCALIZAÇÃO
A área de estudo está localizada no município de Almirante Tamandaré,
Região Metropolitana de Curitiba, em uma pedreira desativada conhecida como
“Morro do Quartzito”, nas coordenadas UTM (WGS-84) 671.280S e 7200.200E.
Nesta pedreira as rochas afloram de modo contínuo, permitindo a construção de
seções estratigráficas, com controle de estruturas tectônicas e sedimentares.
A pedreira está localizada na carta topográfica SG-22-X-D-I-3, tendo como
principal via de acesso a PR-092, Rodovia dos Minérios, e como rota alternativa
aRua Rachel Cândido Siqueira (Fig. 2.1). A localização dos Perfis Estratigráficos
(ANEXO I) construídos é observada no mapa base construído para o levantamento,
na Figura 2.2.
Figura 2.1 - Localização regional da área de estudo e de detalhe da área.
2
2 LOCALIZAÇÃO
A área de estudo está localizada no município de Almirante Tamandaré,
Região Metropolitana de Curitiba, em uma pedreira desativada conhecida como
“Morro do Quartzito”, nas coordenadas UTM (WGS-84) 671.280S e 7200.200E.
Nesta pedreira as rochas afloram de modo contínuo, permitindo a construção de
seções estratigráficas, com controle de estruturas tectônicas e sedimentares.
A pedreira está localizada na carta topográfica SG-22-X-D-I-3, tendo como
principal via de acesso a PR-092, Rodovia dos Minérios, e como rota alternativa
aRua Rachel Cândido Siqueira (Fig. 2.1). A localização dos Perfis Estratigráficos
(ANEXO I) construídos é observada no mapa base construído para o levantamento,
na Figura 2.2.
Figura 2.1 - Localização regional da área de estudo e de detalhe da área.
3
Figura 2.2 – Topografia da pedreira “Morro do Quartzito” com a localização dos Perfis Estrátigráficos I (vermelho) e II (azul). Modificado de Leandro (em prep.).
3
Figura 2.2 – Topografia da pedreira “Morro do Quartzito” com a localização dos Perfis Estrátigráficos I (vermelho) e II (azul). Modificado de Leandro (em prep.).
3
Figura 2.2 – Topografia da pedreira “Morro do Quartzito” com a localização dos Perfis Estrátigráficos I (vermelho) e II (azul). Modificado de Leandro (em prep.).
4
3 MATERIAIS E MÉTODOS
Foram utilizados diversos métodos e técnicas para interpretação do registro
geológico das rochas siliciclásticas da Formação Capiru, na pedreira “Morro do
Quartzito”, visando a reconstrução paleoambiental e tectônica. As técnicas incluem a
interpretação de imagens de sensores remotos, levantamento topográfico,
levantamento geológico em campo, análises estruturais, estratigráficas e
petrográficas, descritas a seguir:
3.1 PESQUISA BIBLIOGRÁFICA
A pesquisa bibliográfica foi realizada em duas etapas distintas. Primeiramente
com o levantamento geral do contexto geológico, geotectônico e geocronológico da
área de estudo, do Terreno Curitiba, no qual ela está inserida e nos adjacentes. Em
seguida, foi realizado um levantamento mais específico e detalhado apenas da
Formação Capiru, objetivo do estudo.
3.2 INTERPRETAÇÃO DE IMAGENS DE SENSORES REMOTOS
A análise de imagens de sensores remotos é uma técnica muito utilizada no
entendimento do relevo e controle estrutural, a partir de lineamentos e identificação
de estruturas, tanto em escala de detalhe como em escala regional. Para o presente
trabalho, esta análise foi efetuada sobre imagens SRTM (Missão Topográfica Radar
Shuttle).
As imagens SRTM,obtidas gratuitamente no site da U.S. Geological Survey
(USGS), foram tratadas no ArcGIS 9.3 gerando quatro direções distintas de pseudo-
sombreamento, nas iluminações principais de 0°,45°, 90° e 315°.
A partir das imagens geradas foram interpretados os lineamentosnas escalas
1:250.000, 1:100.00 e 1:50.000, com auxílio do software ArcGIS 9.3, para
determinação de feições e estruturas regionais, visando definir o posicionamento
tectônico regional e a anisotropia estrutural.Para a realização do traçado foram
somente considerados os lineamentos observados, em pelo menos, duas pseudo-
iluminações.
5
Com os dados dos lineamentos foram geradas tabelas de dados, observando
tanto seu comprimento como sua frequência azimutal, utilizando como base os
métodos de Queiroz et al. (2014), bem como o software AzimuthFinderdesenvolvido
pelos autores. Em seguida os dados foram diagramados em rosetas através da
utilização dosoftware OpenStereo.
3.3 LEVANTAMENTO TOPOGRÁFICO
Para o levantamento geológico de detalhe era necessária uma base
cartográfica na escala 1:500, portanto foi realizado o levantamento planialtimétrico
da pedreira. A base cartográfica foi essencial para o posicionamento em campo,
localização dos perfis estratigráficos no mapa (Fig. 2.2), além de servir como base
para o traçado das estruturas observadas e interpretadas em campo.
Os equipamentos utilizados para realização deste levantamento foram:
Estação Total 407, prismas, tripé e GPS Topográfico SR20 LGO. Os dados
foramprocessados no software Surfer 12, Globalmapper 16 e Leica Geo Office 5.0.
O GPS SR20 foi utilizado para obter coordenadas com precisão milimétrica
dos pontos de apoio, que serviram como base para o levantamento pelo método de
irradização, empreendido com a utilização da estação total.
Leandro (em prep.)processou os dados nos softwares Surfer e ArcGIS, pelo
método de interpolação de pontos por krigagem, resultando nas curvas de nível com
precisão centimétrica. Em seguida gerou modelos de elevação digital do terreno,
para que a representação digital fosse próxima ao observado em campo. O autor
realizou este trabalho para três pedreiras estudas em detalhe para o projeto. Para o
presente trabalho, apenas os resultados obtidos para a pedreira “Morro do Quartzito”
serão utilizados.
O levantamento topográfico resultou em dois produtos principais, sendo eles
o mapa base, com curvas de nível em detalhe adequado (Fig. 2.2), e o modelo de
elevação digital (Fig. 3.1).
6
Figura 3.1 – Modelo Digital de Elevação da Pedreira “Morro do Quartzito” (Leandro em prep.).
3.4 LEVANTAMENTO DE CAMPO
Foram realizados seisdias de levantamento geológico em campo, para coleta
de informações litológicas, estruturais, estratigráficas, sedimentares, tectônicas e de
amostras.
3.5 ANÁLISE ESTRUTURAL E ESTRATIGRÁFICA
Com o intuito de compreender o ambiente deposicional foram
confeccionados dois perfis estratigráficos,um na escala 1:20 e outro na escala 1:250,
com auxílio do software SedLog de Zervas et al. (2009), possibilitando análise
faciológica e do empilhamento sedimentar.
Os perfis foram construídos com o controle da metragem por trena,
analisando camadas com espessura compatível com a escala adotada. Quando a
porção observada apresentava espessura menor do que a mínima para a escala
adotada, mas contendo estruturas preservadas ou informações diferenciadas,
realizou-se análise com maior detalhe.
7
Devido o mergulho das camadas as espessuras medidas foram espessuras
aparentes, portanto havendo erros embutidos. Para a correção dos erros foram
utilizadas razões trigonométricas, aplicando a seguinte fórmula:
Er = Em * sen y
Na qual Er = Espessura real; Em = Espessura medida e sen y = mergulho das
camadas.
A partir da classificação das foliações e lineações encontradas em campo, os
dados das estruturas tectônicas foram tratados em diagramas, possibilitando o
entendimento de como estão dispostas na pedreira.
3.6 PETROGRAFIA
Foram coletadas três amostras de diferentes porções do Perfil Estratigráfico I
(ANEXO I), das quais foram confeccionadas, no LAMIR – Laboratório de Análises de
Minerais e Rochas, oito lâminas delgadas, descritas em microscópico óptico
petrográfico, observando-se feições microtectônicas, mineralógicas e texturais. A
análise das lâminas foi executada visando compreender as estruturas sedimentares,
as feições tectônicas, a paragênese mineral e a intensidade do metamorfismo.
8
4 OBJETIVO
4.1 OBJETIVO GERAL
O objetivo geral do presente trabalho é a interpretação do ambiente
deposicional da sequência siliciclástica do Morro do Quartzito, Formação Capiru.
4.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
Para atingir o objetivo geral foram necessários dois objetivos específicos,
como observados abaixo:
 Posicionamento tectônico regional e caracterização estrutural da área de
estudo;
 Caracterização e interpretação das litofácies siliciclásticas e seus registros
sedimentares;
4.3 METAS E ATIVIDADES
 Revisão bibliográfica da porção meridional do Cinturão Ribeira, Grupo
Açungui e Formação Capiru, com ênfase nos padrões estruturais e
estratigráficos;
 Análise de imagens de sensores remotos e de mapas geológicos de
diferentes escalas;
 Levantamento topográfico para confecção do mapa base, escala 1:500;
 Levantamento de dados estruturais, estratigráficos e petrológicosem campo;
 Construção de doisperfis estratigráficos um na escala 1:20e outro na escala
1:250;
 Análise petrográfica de amostras coletadas em campo;
 Processamento dos dados obtidos em ambiente SIG;
 Comparação entre estruturas sedimentares e tectônicas;
 Interpretação dos ambientes deposicionais.
9
5 JUSTIFICATIVA
A área de estudo pode fornecer informações relevantes para o entendimento
da paleogeografia da Formação Capiru, pois está localizada em uma porção
preservadas em meio a grandes estruturas tectônicas, segundo os mapas regionais.
Nela são reconhecidas estruturas reliquiares preservadas, em meio a tectonofácies
com maior deformação. A análise destas busca o entendimento do significado
estratigráficodeste intervaloda Formação Capiru, bem como seus processos
deformadores.
10
6CONTEXTO GEOTECTÔNICO E GEOCRONOLÓGICO
As unidades geológicas discutidas nesta revisão são apresentadas segundo
as divisões dos terrenos tectônicos reconhecidos na porção Leste do Estado do
Paraná. Há consenso entre diversos autores sobre a compartimentação desenhada
por expressivas Zonas de Cisalhamento, que representam hoje, os limites dos
terrenos Apiaí, Curitiba, Luis Alves e Paranaguá (Basei et al. 1992; Campanha e
Sadowski 1999; Siga Jr. et al. 2011a; Faleiros et al. 2011b; Hasui e Oliveira 2013).
Estes terrenos possuem características próprias e distintas, mas com evoluções
semelhantes. Neles são observados registros de rochas do embasamento datadas
do Paleoproterozoico; sucessões mesoproterozoicas, granitogênese e deformação
neoproterozoica, com justaposição relacionada às colisões do Sistema Orogênico
Ribeira (Heilbron et al.2008).
O Cinturão Ribeira, definido originalmente por Hasui et al. (1975), está
inserido no contexto da Província Mantiqueira definida por Almeida (1967), revisada
por Almeida et al. (2000) e Hasui e Oliveira (2013). Estende-se do Estado da Bahia
ao Uruguai, na forma de um segmento crustal paralelo à linha de costa do sul-
sudeste brasileiro, com trend NE. Consiste em um complexo orogenético
amalgamado, deformado e metamorfizado durante a Orogenia Brasiliana, como
parte da assembleia do Gondwana Oeste (Campanha e Sadowski 1999). É admitido
por Heilbron et al. (2008) como um conjunto de diversos terrenos tectono-
estratigráficos (definição de Howell 1995), limitados por falhas de cavalgamento ou
zonas de cisalhamento transpressivas tardias.
São reconhecidas no Cinturão Ribeira rochas arqueanas à paleoproterozoicas
do embasamento, suítes de rochas sedimentares e vulcanossedimentares
mesoproterozoicas e neoproterozoicas, granitos intrusivos neoproterozoicos (Siga
Jr. et al. 2011a e b; Faleiros et al. 2011a).
A região entre os estados de São Paulo e Santa Catarina é denominada
como Cinturão Ribeira Meridional, composta pelos terrenos Curitiba, Paranaguá,
Apiaí e Luis Alves. Estas unidades geotectônicas apresentam uma colagemcomplexa, de terrenos exóticos e/ou suspeitos (Howell 1995), com histórias de
formação e desenvolvimento bem distintas e idades do Paleoproterozoico ao
11
Eopaleozoico (Basei et al. 1992; Siga Jr. 1995; Faleiros et al. 2011a; Faleiros et al.
2011b).
A Figura 6.1 apresenta os principais terrenos geotectônicos citados no texto,
com destaque para a Formação Capiru dentro do Terreno Curitiba, na qual a área de
estudo está localizada.Muitas das unidades estratigráficas, do Terreno Curitiba,
estão inseridas em grupos, supergrupos ou ainda são denominadas de complexos.
Contudo, esses termos, consagrados na literatura, apresentam ideias controversas e
discordantes na hierarquização estratigráfica das unidades. Diferindo e/ou não
apresentando informações suficientes para satisfazer o que é exigido segundo o
Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica (Petri et al. 1981) e o Guia
Internacional de Estratigrafia (ICS 1999), para terem essa denominação formal.
Portanto, neste trabalho, optou-se por denominar as unidades como formações,
mesmo que informalmente, por ser um termo estratigráfico básico, usual e
consagrado no âmbito da classificação de unidades diferentes. Vale ressaltar a
necessidade de estudos estratigráficos e estruturais de detalhe,para que o termo
formação tenha uma conotação formal segundo os códigos.
O Terreno Curitiba (Siga Jr. 1995) engloba diversas unidades, dentre elas
rochas inseridas no Grupo Açungui definido por Bigarella e Salamuni (1956, 1958 e
1967), revisado por Fiori (1992a) e Fiori e Gaspar (1993). Fassbinder (1996) agrupa
cerca da 40 colunas estratrigráficas propostas pelos mais diversos autores e,mesmo
com a abundância, qualidade e importância destes trabalhos para a caracterização
estratigráfica do Pré-Cambriano paranaense, ainda faltam estudos de detalhe
visando o entendimento da tectono-estratigrafia do Grupo Açungui. Essas
divergências no empilhamento do Pré-Cambriano parananese são devidas a
aloctonia gerada por falhas e obliteração dos registros sedimentares pelas mesmas.
Bem como o posicionalmento geográfico e geotectônico do Grupo Açungui, que
atualmente engloba unidades de diferentes naturezas, metassedimentares e
metavulcanossedimentares, posicionadas tanto no Terreno Curitiba como no
Terreno Apiaí. Estas unidades associadas ao mesmo grupo apresentam diferenças
composicionais, na paragênese metamórfica, no arcabouço estrutural e idades muito
distintas. Portanto, para o presente trabalho, foi preferível a simplificação. Ao invés
de usar o termo Grupo Açungui, serão abordadas as unidades mais
12
simples/primárias inseridas no mesmo individualizando-se apenas as formações,
como no caso a Formação Capiru.
Figura 6.1 - Esboço Geológico da porção sudeste do Brasil, em destaque a Formação Capiru
(amarelo) e a área geral de estudo (vermelho). Adaptado de Siga Junior (1995), Cury (2009) e
Leandro (em prep.).
6.1 TERRENO APIAÍ
Localizado ao norte da Zona de Cisalhamento da Lancinha (Fig. 6.1), o
Terreno Apiaíé composto por rochas supracrustais meso a neoproterozoicas,
metamorfizadas nas fácies xisto verde e anfibolito, além de intrusões graníticas
neoproterozoicas. A hierarquização da sua estratigrafia ainda é questionada. Dados
geocronológicos indicam que a região é composta por diversos terrenos tectno-
metamórficos com idade mesoproterozoica a neoproterozoica, amalgamados
durante o neoproterozoico. Seu estágio final está associado a sistemas
transcorrentes com colisão continental oblíqua (Campanha e Sadowski 1999;
Campanha e Faleiros 2005; Faleiros 2008).
13
Ocorrem três núcleos paleoproterozoicos no Terreno Apiaí: Tigre, Betara e
Apiaí-Mirim, com formas elípticas alinhadas em relação a ZC Lancinha. Estes
apresentam características muito semelhantes, sendo graníticos (latu sensu) com
idade paleoproterozoica (~1750 Ma), com heranças mais antigas em zircão, e
fechamento do sistema Ar-Ar em 614±1 Ma. São granitóides tipo A formados em
processos extensionais, associados a Tafrogênese Estateriana, deformados no
neoproterozoico e interpretados como lascas profundas expostas por empurrões e
transcorrências (Kalfuss 2001; Cury et al. 2002; Prazeres Filho et al. 2005; Siga Jr.
et al. 2007; Siga Jr. 2010).
Ocorrem, também, formações de idades preferencialmente
mesoproterozoicas (1600-1450 Ma) e subordinadamente neoproterozoicas (900-
630 Ma). As primeiras são caracterizadas pelas formações
metavulcanossedimentates Betara, Perau, Votuverava e Água Clara. As
neoproterozoicas são representadas pela Faixa Itaiacoca e pela Formação Iporanga
(Frascá et al. 1990; Basei et al. 2003; Weber et al. 2004; Campanha et al. 2008; Siga
Jr. et al. 2009; Faleiros et al. 2011b; Siga Jr. et al.2011a; Siga Jr. et al.2011b; Siga
Jr. et al.2011c).
Há corpos graníticos de diversas naturezas, datados do neoproterozoico,
ocorrendo como intrusões nas unidades metassedimentares, com dimensões que
variam de stocks a batólitos. Entre eles, os batólitos Cunhaporanga, Três Córregos e
Agudos Grandes, que compreendem granitóides colisionais de arco magmático tipo I
com idade de 630-605 Ma, associados ao fechamento do oceano entre os terrenos
Apiaí e Curitiba. Também ocorrem granitóides sin a tardi-colisionais, como os stocks
do Cerne, Morro Grande, Itaóca, Apiaí e Passa Três, que representam magmatismo
pós-colisional à anorogênico (590-560 Ma) relacionados aos estágios finais de
transpressão do Terreno Apiaí, responsável também pelas ZC transcorrentes e
pelas grandes dobras (Prazeres Filho et al. 2003; Prazeres Filho et al. 2005; Cury et
al. 2008; Siga Jr. et al. 2011c).
14
6.2 TERRENO LUÍS ALVES
O Terreno Luís Alves faz fronteira norte com o Terreno Curitiba pela Zona de
Cisalhamento Piên-Mandirituba. A leste é balizado pelo Terreno Paranaguá e a sul
pelo Cinturão Dom Feliciano. Entre os terrenos Paranaguá e Curitiba, há uma
estreita faixa do Terreno Luís Alves, ou seja, ocorre em sua maior extensão no
Estado de Santa Catarina, com uma pequena continuidade até o Estado de São
Paulo (Siga Jr. 1995; Faleiros et al. 2011b).
Este terreno é composto predominantemente por ortognaisses granulíticos
félsicos, com pequenas variações, e secundariamente por rochas migmatíticas,
graníticas e metassedimentares. O bandamento dos gnaisses tem direção
preferencial NW, diferentemente do padrão NE dos demais terrenos. Além disso,
são comuns enclaves máficos e ultramáficos nestas rochas. O metamorfismo de alto
grau associado aos ortognaisses está atribuído pela presença de hiperstênio, assim
como as paragêneses minerais observadas, que atestam a fácies granulito (Basei et
al. 1992; Siga Jr. et al. 1993; Siga Jr. 1995; Cury 2009).
Os padrões geocronológicos indicam terrenos formados no Paleoprotezoico,
com idades de 2,72-2,58 Ga em Rb87/Sr86 , tendo sua formação associada ao Ciclo
Transamazônico. Contudo, há sugestão de presença de rochas Arqueanas (2,8-2,6
Ga) retrabalhadas no Paleoproterozoico. As idades obtidas pelo método K-Ar, por
sua vez, apontam idades entre 2,0-1,7 Ga, indicando os principais períodos de
resfriamento. Idades neoproterozoicas são encontradas restritamente nas porções
próximas as grandes zonas de cisalhamento das suas bordas e não em seu interior,
que se comportou como cráton durante o Ciclo Brasiliano (Siga Jr. et al. 1993; Siga
Jr. 1995; Sato et al. 2003; Cury 2009).
Na porção interna ao terreno ocorre a Bacia de Itajaí, intimamente associada
aos eventos brasilianos neoproterozoicos. É classificada como bacia de ante-país,
com a borda mais defomada próxima ao cinturão (Rostirolla et al. 1991; Basei et al.
1998).
15
6.3 TERRENO CURITIBA
O Terreno Curitiba constitui uma faixa relativamente estreita, com extensões
médias entre 50-60Km, alongada na direção NE-SW (Fig. 6.1). É composta por
gnaisses migmatíticos e granitos do Complexo Atuba, tendo como cobertura os
metassedimentos das formações Capiru e Turvo-Cajati, com graus metamórficos
entre as fácies xisto verde e anfibolito (Siga Jr.et al. 1993; Siga Jr. 1995; Cury
2009).
Limita-se a noroeste com o Domínio Apiaí a partir da Zona de Cisalhamento da
Lancinha, que representa a zona de sutura entre as duas unidades tectônicas. O
limite sudeste ocorre de forma tectônica com os gnaisses granulíticos do Domínio
Luís Alves, a partir da Zona de Cisalhamento Piên-Mandirituba. As unidades
litodêmicas que compõem o Terreno Curitiba apresentam características litológicas,
metamórficas, geocronológicas e estruturais diferentes dos terrenos adjacentes,
caracterizando-o como um terreno exótico, segundo a definição de Howell (1995),
dificultando o posicionamento do terreno no quadro evolutivo regional (Basei et al.
1992; Siga Jr. et al. 1993; Basei et al. 1998; Siga Jr. et al. 2007; Faleiros 2008; Cury
2009; Faleiros et al. 2011b; Castro et al. 2014).
6.3.1Paleoproterozoico
As unidades de idade paleoproterozoica são essencialmente metamórficas,
com predomínio do Complexo Atuba com gnaisses e granulitos intensamente
migmatizados. Secundariamente ocorre um núcleo do embasamento, o Núcleo
Setuva.
Núcleo Setuva
Trata-se de um núcleo do embasamento principal no Terreno Curitiba, com
forma elipticaalongada na direção NE-SW, posicionada ao sul e alinhada à Zona de
Cisalhamento da Lancinha (Siga Jr. et al. 2007; Siga Jr. 2010).
Segundo Siga Jr. et al. (2007), o Núcleo Setuva é representado por rochas
gnáissico-migmatíticas, sienograníticas, granodioríticas e monzogranitícas. O núcleo
é considerado uma extensão norte do Complexo Atuba, em contado tectônico com
metassedimentos da Formação Capiru. Apresenta idades de 2140±8 Ma, datadas
por 238U/206Pb em zircões, que representam a idade de cristalização destes cristais
e do corpo. A idade encontrada por 147Sm/144Nd em rocha total foi de 2,95
16
Ga,interpretada como idade da derivação mantélica. Por fim, a idade encontrada por
K-Ar/40Ar-39Ar foi de 586±15 Ma, que representa a idade de colocação deste
terreno. A partir dos dados geocronológicos é possível assumir um quadro tectônico
complexo com evolução policíclica.
Complexo Atuba
O Complexo Atuba é composto por uma suíte ortognáissica migmatítica do
tipo TTG, limitada pelo Terreno Luís Alves e pelas Formações Capiru e Turvo-Cajati.
Suas idades ainda são bastante imprecisas devido a evolução complexa com três
períodos de retrabalhamento, com idade de formação e primeira migmatização
paleoproterozoica (2,2-1,8 Ga), com heranças Arqueanas (3,1 – 2,7 Ga) datadas em
seus melanossomas. A idade da segunda migmatização, por sua vez, foi atribuída
ao Neoproterozoico (645-633 Ma), datada nos leucossomas. Os três períodos de
retrabalhamento do complexo são atribuídos aos períodos Riaciano, Estateriano e
Ediacarano, relacionados respectivamente a amalgamação no Supercontinente
Atlântica, a quebra do mesmo e metamorfismo associado a assembléia do Godwana
Oeste (Siga Jr. 1995; Sato et al. 2003; Sato et al. 2009).
O Complexo Atuba caracteriza-secomo uma unidade com gnaisses de
granulação grossa e migmatitos, intercalados com lentes de quartzitos,
metabásicas/anfibolitos e com intrusões ígneas posteriores. Apresenta um trend NE
que está paralelo/subparalelo ao bandamento gnáissico, estando deformado em um
regime essencialmente dúctil, comumente havendo porções graníticas de coloração
rósea a branca, interpretadas como uma segunda fase de migmatização. É uma
unidade formada em nível crustal inferior, com metamorfismo na fácies anfibolito,
amalgamada ao Domínio Luís Alves durante o Neoproterozoico, que gerou uma
importante fase de migmatização (Campanha 1991; Basei et al. 1992; Siga Jr. 1995;
Siga Jr. et al. 2007; Sato et al. 2009; Cury 2009; Faleiros et al. 2011b).
6.3.2 Meso- Neoproterozoico
As rochas do Pré-Cambriano paranaense apresentam três foliações
associadas: duas de baixo ângulo e uma de alto. A primeira é associada ao napismo
regional e sub paralela ao S0 e a segunda relacionada a dobramentos destas
estruturas. Por fim, a terceira está intimamente ligada as ZC transcorrentes, sendo
17
penetrativas apenas nas proximidades das mesmas (Cury et al. 2002; Castro et al.
2014).
No Terreno Curitiba ocorrem rochas terrígenas e carbonáticas cuja idade
ainda está indefina, do Meso ao Neo proterozoico.
Formação Capiru
A Formação Capiru está inserida no Terreno Curitiba na forma de cobertura
supracrustal, tendo como embasamento o Complexo Atubae como limite norte a ZC
Lancinha (Siga Jr. 1995)(Fig. 6.1). Para Soares (1987) a formação pode ser
resumida como um sinclinório falhado, à oeste da Falha da Lancinha, com a
antiforme do Setuva no meio, e intensa deformação por cisalhamentos dúcteis-
rúpteis, contínuos e homogêneos, de baixo ângulo, responsável pela lenticularização
das camadas e pelo re-empilhamento por cavalgamentos.
A Formação Capiru foi caracterizada por Bigarella e Salamuni (1956; 1958 e
1967) como composta por rochas metacalcárias, mármores, metapelitos e
quartzitos. Estas rochas foram consideradas por Fiori e Gaspar (1993) como
formadas no Neoproterozoicoem depósitos plataformais, e subdivididas por Fiori
(1992a) em três conjuntos menores e informais: Juruqui, Rio Branco e Morro
Grande. Fiori (op. cit.) ainda sugere que esta unidade está alóctone em relação ao
Complexo Atuba, associando o padrão estrutural ao de sistema de nappes, com os
conjuntos separados por zonas de cisalhamento e suas porções basais imbricadas.
A idade associada a esta formação, segundo Chiodi Filho (1984), está entre 1100-
900 Ma.Para Teixeira (1982 apud Campanha e Sadowski 1999) a idade, obtida em
Rb/Sr, é de 586±8Ma.
Não há concordância em relação a extensão, posicionamento e correlação da
Formação Setuva com outras unidades, apesar da abundância de trabalhos. Muitos
autores, consideram esta formação como uma tectonofácies da Formação Capiru,
que por zua vez têm deformação heterogênea, possibilitando em algumas porções a
preservação de estruturas originais, e em outras, com deformação em grau maior,
como na Antiforma do Setuva. No quesito metamórfico, apresenta paragêneses
semelhante, contudo na fácies xisto verde zona da clorita e/ou biotita
(Yamamoto 1999; Faleiros 2008).
18
6.3.3Neoproterozoico
As unidades neoproterozoicas do Terreno Curitiba são caracterizadas por
granitos intrusivos do tipo I, com ofiólitos associados, assim como por uma
sequência de rochas metassedimentares.
Suíte Piên-Mandirituba
A Suíte Piên-Mandirituba ocorre como uma faixa alongada na direção NE-
SW, localizada no limite dos terrenos Curitiba e Luís Alves, ao norte em contato com
as rochas do Complexo Atuba e ao sul com as do Terreno Luis Alves. É definida
como um complexo granítico calcioalcalino de alto potássio, com deformação
heterogênea, interpretado como um arco magmático tipo I Andino, de idade
Neoproterozoica (600-590 Ma) (Basei et al. 1992; Siga Jr. et al. 1993; Siga Jr. 1995;
Campanha e Sadowski 1999; Harara et al. 2002). Harara et al. (2001) associam aos
granitos da Suíte Piên-Mandirituba uma fase de deformação pré-colisional formada
entre 620-610Ma, além de outras duas sin e tardicolisionais de 605-595 Ma, sendo
estas útimas contemporâneas à deformação.
Vale destacar que nas localidades próximas ao município de Piên ocorrem
máficas-ultramáficas, como gabros toleíticos, serpentinizadas (Suíte Máfica-
Ultramáfica Piên), com idade de 631±7Ma. São interpretadas como ofiólitos em uma
Zona de Supra Subducção Incompleta, sendo esta unidade produto da colisão NW
da suíte granítica com os terrenos graníticos-granulíticos do Paraná e Santa
Catarina, gerando também a Zona de Cisalhamento Piên-Mandirituba. (Harara et al.
2002).
Formação Turvo Cajati
A Formação Turvo Cajati está localizada a sul da ZC Lancinha. É
caracterizada por Faleiros (2008) e Faleiros et al. (2011b) como rochas
metassedimentares deformadas e cisalhadas em unidades de metamorfismo
distintas. Composta porduas zonas metamórficas de alto grau, gerando
paragnaisses e paragnaisses miloníticos, e uma de baixo grau, fáciesxisto verde,
composta por ardósias, filitos e micaxistos, intercalados com rochas calciosilicáticas.
Essa diferença de fácies metamórficas é atribuída as diferençascomposicionais das
diversas litologias, espessura de rochas e ao nível crustal (Faleiros 2008, Faleiroset
al. 2010).
19
Idades entre 606±16Ma foram obtidas em zircão, indicando valores máximos
de deposição, sendo que heranças do Arqueano ao Mesoproterozoico também são
observadas, indicando fontes meso à paleoproterozoicas (Cury 2009). O mesmo
autor define um pico metamórfico em 591-594 Ma que, segundo Faleiros et al.
(2011b), atingiu as temperaturas de 650-800°C, associandoeste metamorfismo a um
prisma acrescionário em uma zona de subducção. Faleiros et al. (2011b) ainda
indicam que a justaposição entre o Complexo Atuba e a Formação Turvo-Cajati se
perfaz através de uma sucessão de cavalgamentos, condizentes as características
de um sistema de nappes de idade neoproterozoica.
6.4 TERRENO PARANAGUÁ
Localizado em uma faixa que se estende de São Paulo até Santa Catarina,
em uma porção alongada (NE-SW) no leste dos estados, afloram rochas do Terreno
Paranaguá (Fig. 6.1). Seus limites são definidos por contato tectônico, através de
zonas de cisalhamentos de baixo e alto ângulo, com os domínios Curitiba e Luís
Alves.
O Terreno Paranaguá é composto, predominantemente, por um complexo
ígneo neoproterozoico, representado pelas suítes Morro Inglês, Rio Canavieiras, Rio
do Poço e Estrela, que são sin a tardi tectônicos e com idade do principal período de
magmatismo entre 600-580 Ma (Siga Jr. 1995; Cury 2009). As encaixantes são
xistos aluminosos, incluídos na Formação Rio das Cobras, definida por Lima e
Lopes (1985), e ortognaisses do Complexo São Francisco do Sul. Em ambos Cury
(2009) atribuiidade de formação paleoproterozoica (1,8-2,1 Ga), com pico
metamórfico mais jovem de599±5 Ma emetamorfismo heterogêneo nas sequências
metassedimentares.
Os granitosinseridos no contexto do Terreno Paranaguá apresentam
assinaturas de arcos magmáticos, que fariam parte do contexto do cinturão
colisional neoproterozoico, com aglutinaçãoassociada a assembleia do Gondwana-
Oeste. Posteriormente, o terreno foi afetado pela Orogenia Rio Doce (cambro-
ordoviciana), evidenciada por diversos eventos de metamorfismo e deformação
(Basei et al. 1992; Faleiros 2008; Cury 2009).
20
6.5 MAGMATISMO ALCALINO NEOPROTEROZOICO
Entre 10-30 Ma depois do pico metamórfico da amalgamação dos terrenos
Luís Alves e Curitiba, ocorreu um evento extencional tardio, pós colisional,
neopreoterozoico, associado a um sistema strike-slip. Este evento gerou vulcanismo
ácido-intermediário e a intrusão de granitos tipo A de alto potássio, como a Província
Graciosa (615-590 Ma). Esta província merece destaque por localizar-se nos
terrenos Curitiba, Luís Alves e Paranaguá, englobando cerca de 20 plútons
graníticos (latu sensu), como: Serra do Paratiú, Guaraú, Alto Turvo, Capivari,
Farinha Seca, Anhangava, Marumbi, Palermo, Agudos do Sul, Rio Negro e outros.
Estes plútons apresentam diversas formas e tamanhos e são associados a zonas de
cisalhamentos transcorrentes com alinhamento NE-SW.A Província Graciosa tem
composição tanto de granitos e sienitos, como também ocorrência de gabros e
dioritos, com magmatismo gerador associado a formação do supercontinente
Gondwana, no final do Neoproterozoico (Harara et al. 2001; Harara et al. 2002;
Vlach et al. 2011).
Neste mesmo evento extensional ocorreu a formação de bacias pull-apart,
preenchidas por rochas metavulcânicas e terrígenas, chamadas de bacias de
molassas da Orogenia Brasiliana. Asbacias que foram preenchidas por
metavulcânicas são denomidadas como Grupo Castro, Bacia de Campo Alegre e
Bacia Guaratubinha, com idades de 601 ± 11 Ma. As bacias preenchidas por
terrígenas, por sua vez, sãodenominas como Formação Quatis, Samambaia e
Camarinha (Siga Jr. et al. 1993; Siga Jr. 1995; Campanha e Sadowski 1999;
Faleiros et al. 2011b).
21
7FORMAÇÃO CAPIRU
As rochas que constituem a Formação Capiru afloram na porção norte do
Terreno Curitiba e a sul da Z.C. Lancinha, caracterizada como uma faixa alongada
de direção NE-SW (Figura 7.1), com idade ainda não definida, associada ao meso
ou neoproterozoico (Siga Jr. 1995).
Figura 7.1 - Mapa geológico da região, sobre imagem SRTM com os principais lineamentos
1:100.000. (Modificado de Fiori 1992a e MINEROPAR 1985).
Como já citado, a Formação Capiru foi caracterizada por Bigarella e Salamuni
(1956; 1958 e 1967) como composta por rochas calcárias, mármores, metapelitos e
quartzitos. São comuns nestes litotipos a preservação das estruturas sedimentares,
principalmente nas rochas carbonáticas, como por exemplo estrafiticações cruzadas
de pequeno porte, marcas onduladas, estratificação plano-paralela,
granodecrescência normal ou inversa, laminações convolutas, hummockys e
estruturas tipo linsen. Nos níves carbonáticos ainda ocorrem brechas
intraformacionais, gretas de contração, estruturas pisolíticas e estromatolíticas –
estruturas biogênicas (Bigarella e Salamuni 1958, Fiori e Gaspar 1993).
7.1 CONTEXTO ESTRATIGRÁFICO E AMBIENTES SEDIMENTARES DA
FORMAÇÃO CAPIRU
A Formação Capiru ocorre como cobertura supracrustal do Complexo Atuba e
do próprio Terreno Curitiba. Estas rochas foram caracterizadas como sedimentos
21
7FORMAÇÃO CAPIRU
As rochas que constituem a Formação Capiru afloram na porção norte do
Terreno Curitiba e a sul da Z.C. Lancinha, caracterizada como uma faixa alongada
de direção NE-SW (Figura 7.1), com idade ainda não definida, associada ao meso
ou neoproterozoico (Siga Jr. 1995).
Figura 7.1 - Mapa geológico da região, sobre imagem SRTM com os principais lineamentos
1:100.000. (Modificado de Fiori 1992a e MINEROPAR 1985).
Como já citado, a Formação Capiru foi caracterizada por Bigarella e Salamuni
(1956; 1958 e 1967) como composta por rochas calcárias, mármores, metapelitos e
quartzitos. São comuns nestes litotipos a preservação das estruturas sedimentares,
principalmente nas rochas carbonáticas, como por exemplo estrafiticações cruzadas
de pequeno porte, marcas onduladas, estratificação plano-paralela,
granodecrescência normal ou inversa, laminações convolutas, hummockys e
estruturas tipo linsen. Nos níves carbonáticos ainda ocorrem brechas
intraformacionais, gretas de contração, estruturas pisolíticas e estromatolíticas –
estruturas biogênicas (Bigarella e Salamuni 1958, Fiori e Gaspar 1993).
7.1 CONTEXTO ESTRATIGRÁFICO E AMBIENTES SEDIMENTARES DA
FORMAÇÃO CAPIRU
A Formação Capiru ocorre como cobertura supracrustal do Complexo Atuba e
do próprio Terreno Curitiba. Estas rochas foram caracterizadas como sedimentos
21
7FORMAÇÃO CAPIRU
As rochas que constituem a Formação Capiru afloram na porção norte do
Terreno Curitiba e a sul da Z.C. Lancinha, caracterizada como uma faixa alongada
de direção NE-SW (Figura 7.1), com idade ainda não definida, associada ao meso
ou neoproterozoico (Siga Jr. 1995).
Figura 7.1 - Mapa geológico da região, sobre imagem SRTM com os principais lineamentos
1:100.000. (Modificado de Fiori 1992a e MINEROPAR 1985).
Como já citado, a Formação Capiru foi caracterizada por Bigarella e Salamuni
(1956; 1958 e 1967) como composta por rochas calcárias, mármores, metapelitos e
quartzitos. São comuns nestes litotipos a preservação das estruturas sedimentares,
principalmente nas rochas carbonáticas, como por exemplo estrafiticações cruzadas
de pequeno porte, marcas onduladas, estratificação plano-paralela,
granodecrescência normal ou inversa, laminações convolutas, hummockys e
estruturas tipo linsen. Nos níves carbonáticos ainda ocorrem brechas
intraformacionais, gretas de contração, estruturas pisolíticas e estromatolíticas –
estruturas biogênicas (Bigarella e Salamuni 1958, Fiori e Gaspar 1993).
7.1 CONTEXTO ESTRATIGRÁFICO E AMBIENTES SEDIMENTARES DA
FORMAÇÃO CAPIRU
A Formação Capiru ocorre como cobertura supracrustal do Complexo Atuba e
do próprio Terreno Curitiba. Estas rochasforam caracterizadas como sedimentos
22
neoproterozoicos de depósitos plataformais de águas rasas, em uma margem
continental adelgaçada (Fiori 1991; Fiori e Gaspar 1993 e Fassbinder 1996). As
rochas descritas foram subdivididas por Fiori (1990 e 1991) em três conjuntos
menores e informais: Juruqui, Rio Branco e Morro Grande (Tabela 7.1 e Fig. 7.2).
Tabela 7.1 – Divisão dos conjuntos da Formação Capiru e principais características.
Conjunto Morro Grande
ZC
 P
es
se
gu
ei
ro
 T
ra
nq
ue
ira
Rio Branco
ZC
 V
en
ân
ci
o 
Pe
ss
eg
ue
iro
Juruqui
Características
(Fiori 1990 e
1992b; Fiori e
Salamuni 1995)
Alternância
rítmica de
quatzitos e
filitos com alto
teor de matéria
carbonosa; Na
base ocorrem
dois níveis de
mármore
Metadolomitos/
mármores
estromatolíticos
com
intercalações de
quartzitos e
filitos rítmicos;
Maior extensão
Filitosvermelhos
(SW); Quartzitos
vermelhos (NE);
Níveis
ferruginosos.
Ambiente
associado
(Fiori e Gaspar
1993; Fiori e
Salamuni 1995)
Plataformal Intermaré Leque deltaico
Estes conjuntos informais são individualizados por zonas de cisalhamento de
baixo ângulo, tendo as bases imbricadas por uma tectônica de nappes. Esta
separação informal dá-se pelo fato de que entre as zonas de cisalhamento ocorrem
porções da estratigrafia original preservada, possibilitando correlações litológicas e
estratigráficas. Portanto, acoluna sedimentar completa da Formação Capiru não esta
preservada, entretanto ocorrem seções preservadas movimentadas por
cavalgamentos e limitadas pelas mesmas, denominadas conjuntos (Fiori 1990, 1991,
1992a; Fiori et al. 2003).
Os conjuntos estão descritos da base para o topo, iniciando pelo Conjunto
Juruqui, seguido pelo Rio Branco e por fim pelo Morro Grande. Seus ambientes
deposicionaisainda são discutidos, contudo Fiori e Gaspar (1993) já ressaltavam que
ocorrem diversas dificuldades na caracterização destes, sendo as principais o
metamorfismo regional, a tectônica deformadora, a inversão da estratigrafia e a
obstrução de estruturas sedimentares.
23
Figura 7.2. – Mapa geológico com relevo sombreado (SRTM Azimute 45°; Altitude 45°). (Leandro em
prep.).
O Conjunto Juruqui faz contato com o Complexo Atuba e é composto
diferencialmente na porção nordeste e sudoeste. Na primeira o predomínio é de
quartzitos avermelhados, com granulação grossa à fina. Apresenta
granodecrescências normais e inversas, estratificações cruzadas e plano-paralela.
Secundariamente ocorrem intercalações de filitos e metarritmitos, além de lentes de
mármores. Na porção sudoeste, por sua vez, o predomínio são de filitos
avermelhados com porções mais arenosas, ou ocorrendo como metarritimitos. Há
também níveis ferruginosos e intercalações pouco abundantes de quartzitos finos e
conglomerados. Geralmente encontram-se filonitizados, com veios de quartzo leitoso
deformados, localmente boudinados e silicificados. Atribui-se como ambiente
sedimentar de deposição um leque deltaico (Fiori 1990,1992a e b; Fiori e Gaspar
1993; Fiori e Salamuni 1995).
24
O Conjunto Rio Branco é separado pela ZC Venâncio-Pessegueiro do
Conjunto Juruqui,e é o de maior extensão dentro da Formação Capiru. Sua
composição predominante é de metadolomitos e mármores dolomíticos.
Secundariamente ocorrem intercalações, na forma de lentes descontínuas, de filitos
rítmicos e quartzitos finos à grossos. Nos mármores diversas estruturas
sedimentares relíquiares estão preservadas, como estratificações cruzadas, brechas
intraformacionais, estruturas estromatolíticas e pisolíticas, marcas onduladas e
gretas de contração. O ambiente de deposição associado é uma costa de
sedimentação carbonática, com deposição de terrígenos pela variação das marés,
sendo assim um ambiente de intermaré (Fiori 1990,1992a e b; Fiori e Gaspar 1993;
Fiori e Salamuni 1995).
O Conjunto Morro Grande, por sua vez, é separado do Conjunto Rio Branco
pela ZC Pessegueiro Tranqueira e sua composição é uma alternância de quartzitos
e filitos/ metarritmitos com alto teor de material carbonoso, além de conter em sua
base duas lentes de mármores dolomíticos. Os ritmitos ocorrem com intercalações
de níveis claros e escuros.Os claros sãos compostos por silte, argila e areia, com
granodecrescência ascendente, de contato brusco com níveisescuros inferiores e
gradacional com os superiores, podendo ser observadas estratificações cruzadas,
hummocky e linsen. Os níveis escuros são argilosos e ricos em carbono, sendo
comum estratificações plano-paralelas. Por vezes ocorrem quartzitos finos à médios
com porções conglomeráticas. A interpretação paleoambiental indicou um ambiente
plataformal, marinho raso, com períodos afetados por tempestades (Fiori
1990,1992a e b; Fiori e Gaspar 1993; Fiori e Salamuni 1995).
7.2 CONTEXTO ESTRUTURAL DA FORMAÇÃO CAPIRU
A Formação Capiru tem apenas uma fase de metamorfismo regional
associada, de grau fraco, fácies xisto verde, com diminuição do grau para nordeste e
relacionada a intensa deformação que gerou transporte subhorizontal ao longo dos
planos de foliação (Soares 1987; Campanha 1991). Fassbinder (1996) e Fassbinder
e Machado (1996a e b) citam que foram atribuídos diversos mecanismos de
deformação para a unidade, sendo o mais adotado o de transpressão por
convergência oblíqua de placas. Fiori (1990) associa a Formação Capiru a
superposição de eventos de deformação, dos quais três se destacam: o Sistema de
25
Cavalgamento Açungui (SCA), Sistema de Dobramento Apiaí (SDA) e o Sistema de
Transcorrência Lancinha (STL).
O SCA é o primeiro evento de deformação que atuou na Formação Capiru.
Deformação, heterogênea, responsável pelo evento metamórfico, além da aloctonia
das camadas por organização estrutural a partir da tectônica de nappes. As
camadas, portanto, foram transportadas por falhas de cavalgamento, com
preservação interna das estruturas sedimentares originais e filonitização das rochas
próximo as zonas de falhas, com vergência NW-SE. As principais estruturas
associadas foram formadas por cisalhamento simples, sendo elas: dobras falhas,
dobras fechadas e isoclinais, falhas de cavalgamento e retrocavalgamento, duplex,
estruturas lineares, além dos planos de foliação S1 (Ss e Sc) e S2. A primeira
foliação é penetrativa regionalmente, paralela ao bandamento composicional original
(S0), definida pela orientação dos minerais. A segunda, por sua vez, está associada
aos planos de cavalgamento, é pouco penetrativa e pode estar paralelizado a
S1(Fiori 1990,1991, 1992a e b; Fiori e Gaspar 1993).
O segundo evento é o SDA, que gerou dobras em diferentes escalas nas
estruturas pré-existentes (S0, S1 e S2), compredomínio de formação de antiformas.
As dobras são caracterizadas como abertas à cerradas, raramente isoclinais, com
eixos sub-horizontais de direção NE-SW. Em algumas porções forma foliação não
penetrativa, associada aos planos axiais verticalizados (Fori1992a e b; Fiori e
Salamuni 1995; Fiori et al. 2003).
São reconhecidas zonas de cisalhamentos transcorrentes associadas ao STL,
com registros dúctil e dúctil-rúptil, de cinemática predominantemente destral e
caráter, aparentemente, tardi colisional. São estruturas de expressão em escala
crustal, que podem localmente apresentar reativações em planos com estrias e
stepes. Como produto do STL ocorrem dobras escalonadas, falhas sintéticas e
antitéticas e uma foliação não penetrativa. Para alguns autores, esta tectônica de
alto ângulo exerce controle na colocação de corpos graníticos tardi a pós orogênicos
(Fiori 1992a; Fiori e Salamuni 1995; Faleiros 2008; Cury et al. 2008).
26
8 SENSORIAMENTO REMOTO
Para análise estratigráfica e de interpreção de ambientes sedimentares no
contexto da Formação Capiru, são necessárias análises tectônicas tanto das rochas
anqui-metamórficas como de xistos verdes, ou até mesmo dos gnaisses do
Complexo Atuba. Em regiões de nappes, ocorrem faixas de nível estrutural superior,
com preservação das rochas e estruturas reliquiares, e faixasde nível estrutural
intermediário e inferior, com desenvolvimento de foliações, obliteração e
transposição das estruturas originais. Portanto o traçado dos lineamentos pode
auxiliar na observação e traçado das estruturas regionais, além de indicar lugares
em que possivelmente ocorra uma menor deformação/metamorfismo das rochas.
Também serviu para auxiliar na correlação dos Perfis Estratigráficos consttuídos,
com o entendimento das movimentações pós-sedimentares entre osafloramentos
estudados.
Os lineamentos podem representar diferentes estruturas, realçando,
preferencialmente, aquelas relacionadas a deformação rúptil, bem como as de alto
ângulo, como falhas transcorrentes.As de baixo ângulo, a exemplo de contatos
geológicos e falhas de cavalgamento, são menos evidentes, geralmente denotadas
por lineamentos fragmentados e, muitas vezes, não reconhecidos em todas as
escalas.
As diferentes escalas ressaltam diferentes estruturas. Na escala 1:50.000 é
possível observar feiçõesde escala de afloramento. Na escala 1:250.000, as
estruturas caracterizadas são feições com grande continuidade, as quais muitas
vezes não são observáveis em campo, ou somente caracterizadas em observações
indiretas. A escala 1:100.000 demarca feições intermediárias, refinando as grandes
estruturas, com menor continuidade que as observadas na escala 1:250.000, além
de ressaltar feições passíveis de serem encontradas em campo.
A partir de imagens SRTM, com auxilio do software ArcGIS 9.3, foram
interpretados lineamentos em três escalas distintas 1:50.000, 1:100.000 e 1:250.000
(Fig. 8.1, 8.2 e 8.3). Para o traçado de lineamentos a concordância necessária era
que fossem visíveis em pelo menos duas imagens com sombreamentos diferentes,
estas com pseudo-iluminações de 0°, 45°, 90° e 315°.
°.
27
Figura 8.1 – Mapa de lineamentos na escala 1:50.000 da área de análise, com destaque par a área em estudo,em imagem SRTM com pseudo-iluminação
de A)0°; B)45°; C) 90°;D)135°.
668000,000000
668000,000000
675000,000000
675000,000000
682000,000000
682000,000000
689000,000000
689000,000000
696000,000000
696000,000000
72
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0,
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672000,000000
672000,000000
680000,000000
680000,000000
688000,000000
688000,000000
696000,000000
696000,000000
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0,
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72
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15
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0,
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00
A)
670000,000000
670000,000000
677000,000000
677000,000000
684000,000000
684000,000000
691000,000000
691000,000000
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0,
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00
B)
C)
670000,000000
670000,000000
677000,000000
677000,000000
684000,000000
684000,000000
691000,000000
691000,000000
72
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00
0,
00
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72
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0,
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00
0072
05
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0,
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00
72
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00
00
0072
10
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0,
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00
00
72
10
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0,
00
00
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15
00
0,
00
00
00
72
15
00
0,
00
00
00
D)
0 3 6 91,5
Km
28
Figura 8.2 – Mapa de lineamentos na escala 1:100.000 da área de análise, com destaque par a área em estudo,em imagem SRTM com pseudo-iluminação
de A)0°; B)45°; C) 90°;D)135°.
29
Figura 8.3 – Mapa de lineamentos na escala 1:250.000 da área de análise, com destaque par a área em estudo,em imagem SRTM com pseudo-iluminação
de A)0°; B)45°; C) 90°;D)135°.
668000,000000
668000,000000
675000,000000
675000,000000
682000,000000
682000,000000
689000,000000
689000,000000
696000,000000
696000,000000
72
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0,
00
00
00
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0,
00
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00
72
10
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00
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72
10
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0,
00
00
00
672000,000000
672000,000000
680000,000000
680000,000000
688000,000000
688000,000000
696000,000000
696000,000000
72
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0,
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72
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0,
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10
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15
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00
A)
670000,000000
670000,000000
677000,000000
677000,000000
684000,000000
684000,000000
691000,000000
691000,000000
72
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0,
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05
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00
B)
C)
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670000,000000
677000,000000
677000,000000
684000,000000
684000,000000
691000,000000
691000,000000
72
00
00
0,
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72
15
00
0,
00
00
00
D)
0 3 6 91,5
Km
30
A Tabela 8.1 demonstra a quantidade de lineamentos traçados em cada
escalautilizada.Aárea utilizada para o desenho abrange gnaisses do Complexo
Atuba e unidades carbonáticas e siliciclásticas da Formação Capiru, com
aproximadamente 760km2.
Tabela 8.1 - Quantidade de lineamentos traçados nas três escalas utilizadas.
Escala Quantidade
1:50.000 11671
1:100.000 12940
1:250.000 4181
Nota-se uma quantidade de lineamentos inferior na escada 1:50.000 em
relação à escala 1:100.000, quando esperava-se ocorrer o oposto. Esta discrepância
pode ser atribuída ao menor tempo de análise para esta escala, em conjunto com a
resolução da imagem SRTM, que encontra-se granulada, não estando compatível
com a menor escala trabalhada.
Foram geradas tabelas de dados dos lineamentos observando-se tanto seu
comprimento como sua frequência azimutal, utilizandoos métodos de Queiroz et al.
(2014) bem como o software AzimuthFinder, desenvolvido pelos autores. Os
lineamentos foram diagramados na forma de rosetas, individualizados nas escalas
trabalhadas na forma de frequência de lineamentos (Fig. 8.4), permitindo assim a
análise do arcabouço geológico-estrutural, tanto regionalmente, como na análise em
detalhe. Todos os diagramas tem como raio 17%, subdivididos a cada 10°, para
melhor visualização e análise dos dados.
Todos os diagramas apresentam distribuição das pétalas por todos os
quadrantes, tendo três famílias de direções distintas associadas. Apredominante é
N50-60W, secundariamente ocorrem lineamentos na direção N40-60E e a família E-
W é pouco evidente, principalmente na escala 1:250.000 (Fig. 8.4a).
Nas três escalas analisadas observa-se um predomínio de valores no
quadrante NW, gerando a principal família de lineamentos N50-60W, com grande
distribuição nas pétalas adjacentes N40-50W e N60-70W. O amplo predomínio desta
31
família demonstra o importante controle exercido pelas estruturas do Arco de Ponta
Grossa, com fraturas e diques de rochas máficas de direção aproximadamente
N45W, constatada em todo Terreno Curitiba, assim como em outros terrenos
adjacentes.
Figura 8.4 – a) Diagrama de frequência de lineamentos na escala 1:250.000 (max=16,91%); b)
Diagrama de frequência de lineamentos na escala 1:100.000 (max=15,69%); c) Diagrama de
frequência de lineamentos na escala 1:50.000 (max=13,94%).
A família secundária, de trend N40-60E, ocorre nas três escalas trabalhadas,
contudo na escala 1:250.000 está melhor evidenciada. Nota-se uma dispersão maior
deste trendde até 20°, composto por três pétalas secundárias, que em conjunto
B
A
C
32
representam os lineamentos mais identificados em campo. Estes lineamentos
estãoassociados às estruturas dos sistemas de deformação propostos por Fiori
(1990). Nos diagramas estruturais (Cap.10) observa-se que este trend está de
acordo com as direções obtidas para S0 e S1, ambas subparalelas, com variação de
aproximadamente 30°, o que explicaria a maior variação da direção destes
lineamentos.
O padrão E-W está associado a inflexão das estruturas pretéritas, como
bandamentos composicionais e foliações observadas na Sinforma do Morro Grande,
expressas em mapas como uma das mais importantes estruturas da região. Esta
inflexão pode ser produto da sobreposição de eventos tectônicos em umcontexto
colisional, semelhante ao proposto por Fiori nos anos 90 e Faleiros (2011b).
A áreaestudada está localizada no flanco sul da Sinforma de Morro
Grande,Fig. 8.1, 8.2 e 8.3, onde são observados lineamentos em dois padrões
pronunciados nas três escalas trabalhadas. O principal tem direção N60-70E, que é
mais realçado ao norte e à sudoeste da pedreira. Há também lineamentos com
direções entre N30-40W, que ocorrem em baixa densidade nas proximidades da
pedreira e mais realçados na escala 1:250.000. Portando, no que se refere ao
estudo de lineamentos, a área estudada está localizada em uma região
relativamente condicionada, tectônicamente, a estes dois padrões.
33
9 PETROGRAFIA
Com o objetivo de auxiliar no entendimento do metamorfismo, da deformação,
das estruturas e da evolução tectônica da área, foram coletadas três amostras de
diferentes porções do Perfil Estratigráfico I (ANEXO I),nas seguintes alturas: 13m,
14m e 27m. A partir delas foram confeccionadas e descritas oito
lâminaspetrográficas delgadas,quatro da amostra retirada em 13m, três na de 14m e
uma na de 27m. Essa quantidade de lâminas por amostra foi adotada para
representar a variação composicional, textural e/ou estrutural dentro da mesma
amostra. Para melhor localização destas porções no Perfil Estratigráfico I, foi feito
um recorte, na escala 1:50, onde as amostras se encontram(Fig. 9.1a e 9.1b).
Figura 9.1 -Recorte do Perfil Estratigráfico I na escala 1:50, com indicação da porção amostrada (em
verde); a)Representaçãodas porções de amostragem de 13m e 14m; b) Representaçãoda porção de
amostragem de 27m.
Realizaram-se análises em microscópio petrográfico, da assembleia mineral,
das paragêneses metamórficas, bem como das texturas e estruturas observadas
nas lâminas delgadas. Como base para descrição e organização dos dados
observados foram utilizadas fichas de descrição petrográficas para rochas
metamórficas (ANEXO II), visando primeiro descrever as características em comum
das lâminas da mesma amostra, para depois enfatizar as particularidades de cada
lâmina. Para facilitar as descrições e melhorar a visualização da porosidade da
rocha, as laminas foram impregnadas como resina azul.
Na altura de 13m do Perfil Estratigráfico I (Fig. 9.1a), foi observado em campo
intercalação milimétrica de areia fina à silte, com coloração cinza, e argila cinza
13A, B, C, D
14A, B, C
27-1
33
9 PETROGRAFIA
Com o objetivo de auxiliar no entendimento do metamorfismo, da deformação,
das estruturas e da evolução tectônica da área, foram coletadas três amostras de
diferentes porções do Perfil Estratigráfico I (ANEXO I),nas seguintes alturas: 13m,
14m e 27m. A partir delas foram confeccionadas e descritas oito
lâminaspetrográficas delgadas,quatro da amostra retirada em 13m, três na de 14m e
uma na de 27m. Essa quantidade de lâminas por amostra foi adotada para
representar a variação composicional, textural e/ou estrutural dentro da mesma
amostra. Para melhor localização destas porções no Perfil Estratigráfico I, foi feito
um recorte, na escala 1:50, onde as amostras se encontram(Fig. 9.1a e 9.1b).
Figura 9.1 -Recorte do Perfil Estratigráfico I na escala 1:50, com indicação da porção amostrada (em
verde); a)Representaçãodas porções de amostragem de 13m e 14m; b) Representaçãoda porção de
amostragem de 27m.
Realizaram-se análises em microscópio petrográfico, da assembleia mineral,
das paragêneses metamórficas, bem como das texturas e estruturas observadas
nas lâminas delgadas. Como base para descrição e organização dos dados
observados foram utilizadas fichas de descrição petrográficas para rochas
metamórficas (ANEXO II), visando primeiro descrever as características em comum
das lâminas da mesma amostra, para depois enfatizar as particularidades de cada
lâmina. Para facilitar as descrições e melhorar a visualização da porosidade da
rocha, as laminas foram impregnadas como resina azul.
Na altura de 13m do Perfil Estratigráfico I (Fig. 9.1a), foi observado em campo
intercalação milimétrica de areia fina à silte, com coloração cinza, e argila cinza
13A, B, C, D
14A, B, C
27-1
33
9 PETROGRAFIA
Com o objetivo de auxiliar no entendimento do metamorfismo, da deformação,
das estruturas e da evolução tectônica da área, foram coletadas três amostras de
diferentes porções do Perfil Estratigráfico I (ANEXO I),nas seguintes alturas: 13m,
14m e 27m. A partir delas foram confeccionadas e descritas oito
lâminaspetrográficas delgadas,quatro da amostra retirada em 13m, três na de 14m e
uma na de 27m. Essa quantidade de lâminas por amostra foi adotada para
representar a variação composicional, textural e/ou estrutural dentro da mesma
amostra. Para melhor localização destas porções no Perfil Estratigráfico I, foi feito
um recorte, na escala 1:50, onde as amostras se encontram(Fig. 9.1a e 9.1b).
Figura 9.1 -Recorte do Perfil Estratigráfico I na escala 1:50, com indicação da porção amostrada (em
verde); a)Representaçãodas porções de amostragem de 13m e 14m; b) Representaçãoda porção de
amostragem de 27m.
Realizaram-se análises em microscópio petrográfico, da assembleia mineral,
das paragêneses metamórficas, bem como das texturas e estruturas observadas
nas lâminas delgadas. Como base para descrição e organização dos dados
observados foram utilizadas fichas de descrição petrográficas para rochas
metamórficas (ANEXO II), visando primeiro descrever as características em comum
das lâminas da mesma amostra, para depois enfatizar as particularidades de cada
lâmina. Para facilitar as descrições e melhorar a visualização da porosidade da
rocha, as laminas foram impregnadas como resina azul.
Na altura de 13m do Perfil Estratigráfico I (Fig. 9.1a), foi observado em campo
intercalação milimétrica de areia fina à silte, com coloração cinza, e argila cinza
13A, B, C, D
14A, B, C
27-1
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escura. Aporção de granulometria mais fina se espessa para o topo e a intercalação
é interrompida por uma lente conglomerática de 5cm de espessura.
Associada à esta intercalação há uma laminação plano paralela contínua e
milimétrica, interpretada como o acamamento sedimentar reliquiar (S0), bem como
uma foliação (S1) evidenciada pela orientação de sericita e quartzo, gerando uma
clivagem ardosiana. As superfícies são subparalelas, com S1 apresentando um
maior ângulo de mergulho.
As lâminas descritas da amostra desta porção, 13m-113-15 3A, 13m-113-15
3B, 13m-113-15 3C e 13m-113-15 3D, em geral são compostas por quartzo (60-
80%), sericita (10-30%), opacos (TR-10%), com traços de epídoto, zircão (Fig. 9.2a),
monazita e/ou allanita (Fig. 9.2b). A textura das lâminas é mista, com porções
lepidoblásticas e porções com textura sedimentar preservada, que é psamítica sub-
arredondada com matriz fina à muito fina. A estrutura é foliada em algumas porções,
porém com predomínio doacamamento sedimentar.
Os grãos de quartzo são arredondados asubarredondados (Fig. 9.2c), em
contato pontual a curvi-planar, com variação granulométrica (62-1500µ)com níveis
finos e grossos, muitas vezes de forma gradual. Apresentam, geralmente, extinção
ondulante, principalmente nos grãos maiores, os quais também apresentam
frequentes fraturas intracristalinas e intercristalinas, com percolação de solução rica
em Fe, inferindo um aspecto alaranjado. Nas porções de granulometria fina, em que
também ocorrem sericitas e porosidade primária, podem ocorrer grãos de quartzo
neoformados (novos grãos) e geração de subgrãos. Estes últimos podem ser
observados nas bordas de alguns grãos de quartzo de maior granulometria e/ou nas
fraturas.
A sericita está intimamente associada aos interstícios dos grãos de quartzo
do arcabouço, interpretadas como produto do metamorfismo da matriz original da
rocha (Fig. 9.2d). Seu hábito é subédrico a anédrico, com granulometria variando de
muito fina a fina (>50-170µ). Os cristais de sericita apresentam orientação
preferencial, identificada a partir do contato com outros cristais de sericita, que é
planar, e com os